Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre Jean-Louis Dufresne LMD/IPSL; CNRS/UPMC

Rayonnement infrarouge et température d'équilibre Principe de l'effet de serre Bilan énergétique de la Terre et redistribution de l'énergie en latitude Effet de serre et changement climatique Bilan énergétique de la Terre et rôle de l'effet de serre

Énergie émise (fonction de Planck) en fonction de la longueur d'onde, à 6000°C (soleil), à 2200°C (lampe à filament), à 700°C (lave de volcan) et à 30°C. 6000°C 2200°C 700°C 30°C T=30°C T=700°C T=2200°C T=6000°C Emission rayonnement électromagnétique Longueur d'onde ( µ m) Idem fig. ci-dessus, mais spectre normalisé.

Émission de rayonnement électromagnétique Tout corps perd de l'énergie en émettant un rayonnement dont l'intensité et le spectre dépend de la température absolue T. dépendance spectrale: lois de Planck intégration sur tout le spectre: P= T 4 P: puissance (W.m -2 ) T: température (K) : constante de Stefan-Boltzmann (5, W.m -2.K -4 )

a) plaque isolant b)c) Température d'équilibre Si un objet reçoit plus dénergie quil nen perd, sa température augmente. Comme sa température augmente, l'énergie perdue par émission de rayonnement augmente. Léquilibre est atteint lorsque lénergie que perd l'objet est exactement compensée par lénergie quil reçoit.

Température d'équilibre de la Terre Modèle énérgétique 0D Emission de rayonnement infrarouge 4. R 2 T e 4 Absorption du rayonnement solaire (1-A).R 2.F 0 Équilibre énergétique: flux infrarouge émis = flux solaire absorbé 4 R 2 T e 4 = (1-A) R 2 F 0 T e 4 = ¼ (1-A) F 0 AvecTe: Température d'équilibre radiatif A : albédo planétaire F 0 : Flux solaire à l'extérieur de l'atmosphère : constante de Stefan-Boltzmann Émission du corps noir Surface de la Terre Flux solaire à l'extérieur de l'atmosphère Coef. d'absorption Section de la Terre

Température d'équilibre de la Terre (2) Modèle énergétique 0D Température d'équilibre radiatif de la Terre pour diverses valeurs de l'albédo. La valeur moyenne actuelle du globe est 0,3, ce qui correspond à une température de 255 °K (soit -18°C). La température de surface plus élevée (environ 15°C) est due à l'effet de serre. Albédo (c.-à-d. Pourcentage de rayonnement solaire réfléchi) de différents type de surface Neige fraîche 75 à 95% Surface de la mer 2 à 7 % Sol sombre5 à 15% Cultures15 à 25% La valeur moyenne actuelle de l'albédo de la Terre est 30%, notamment du fait de la présence de nuages.

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a) plaque isolant b)c) a) c) d)b) vitre Principe de l'effet de serre

Une vitre opaque au rayonnement infrarouge couvre une surface éclairé par le soleil

Expériences sur l'effet de serre Réalisation de serre de type "capteur solaire", avec une couverture plus ou moins transparente au rayonnement infrarouge. Verre, ou plexiglas : opaque à l'infrarouge Polyéthylène (ou certains plastics horticoles): transparent à l'infrarouge Mise en évidence de l'existence de rayonnement non visible émis par tout corps (par ex. la main) Détecteur de présence (alarme) Utilisation de différents écrans sans transparent au visible, opaque à l'infrarouge (plexiglas, polycarbonate...) transparent au visible et transparent à l'infrarouge (polyéthylène...) opaque au visible, transparent à l'infrarouge (polyéthylène teinté (sac poubelle)...)

Spectres d'émission et d'absorption Pic de gauche: spectre solaire (idéalisé) au sommet de l'atmosphère. Pic de droite: rayonnement émis par un corps à 255 K Spectre d'absorption des divers gaz présents dans l'atmosphère. L'absorption du rayonnement solaire est totale pour l'ultraviolet lointain, et nulle ou très faible pour le visible et le proche infrarouge. Par contre, la plus grande partie du rayonnement émis par le sol est absorbé par la vapeur d'eau, sauf dans une étroite fenêtre, entre 8 et 14 μm. Source: G. Lambert, 1995

Transmission de quelques gaz à effet de serres Transmission à travers les principaux gaz à effet de serre du rayonnement infrarouge émis par le sol. Les valeurs indiquées correspondent à une concentration "standard" des gaz de l'atmosphère terrestre.

Effet de serre (W.m -2 ): Vapeur d'eau 7560% CO % ozone 10 8% N 2 O+CH 4 8 6% H2OH2O CO 2 Principaux gaz à effet de serre O3O3 CH 4 N 2 O Source: Meehl and Trenberth, 1997

Effet de saturation Concentration de CO 2 (ppm) Absorptivité Longueur d'onde ( μ m) Absorptivité moyenne sur le spectre infra-rouge en fonction du CO 2, pour différentes valeurs de H 2 0 Absorptivité monochromatique du CO 2 seul, en fonction de la longueur d'onde, pour différente concentration de CO 2 Absorptivité ppm atm. sèche 180 ppm atm. moyenne atm. tropicale pas de H 2 O 380 ppm

Effet de saturation (2) Variation, en fonction de l'épaisseur optique (a) du flux au sommet de l'atmosphère et (b) de l'augmentation de la température de surface (K) lorsque l'on double l'épaisseur optique. La température de l'atmosphère est soit uniforme sur la verticale (trait continu) soit décroît avec l'altitude (tirets) a)b) Flux (W.m -2 ) Épaisseur optique ΔTΔT

Température Atmosphère quasi-transparente: peu d'émission et peu d'absorption Profil vertical de température fixé Ze: altitude démission vers lespace Le rayonnement émis est absorbé par l'atmosphère avant d'atteindre l'espace Z Rayonnement solaire net dT/dz fixé par convection altitude Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 = F s FsFsFsFs Effet de serre dans une atmosphère.

Température Z Rayonnement solaire net dT/dz fixé par convection altitude Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 = F s FsFsFsFs Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 < F s Rayonnement IR sortant F s.T(z e ) 4 = F s FsFsFsFs FsFsFsFs Ze augmente, T e diminue: Rayonnement sortant plus faible. T(z) augmente: Retour à léquilibre Profil vertical de température fixé Z Effet de serre dans une atmosphère.

Température d'émission Température de surface Rayonnement émis vers l'espace Rayonnement émis par la surface Fenêtre atmosphérique Absorption H 2 O Absorption 2xCO 2 Absorption CO 2 Température Altitude Effet de serre dans une atmosphère.

Profil vertical de l'atmosphère

Deux concepts importants pour comprendre et interpréter le profil vertical de température dans la basse atmosphère (< 12 à 15km) 1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude 2) La température baisse quand la pression baisse

Profil vertical de l'atmosphère 1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude

Profil vertical de l'atmosphère 1) La pression hydrostatique baisse avec l'altitude Équilibre hydrostatique: g p z avec : masse volumique de l'air (kg.m -3 ) p: Pression (Pa) z : altitude (m) g : accélération de la pesanteur (m.s -2 ) avec l'hypothèse des gaz parfaits p= RT ==> 1/p p z g/RT Avec l'hypothèse d'atmosphère isotherme: ==> p=p 0 exp(-zg/RT)

Profil vertical de l'atmosphère 2) La température baisse quand la pression baisse Conservation de l'énergie Loi des gaz parfait Mouvement adiabatique Variation hydrostatique de la pression =>T/p = cte On définit la température potentielle = T(p 0 /p) invariante par ascendance adiabatique. => le température baisse avec l'altitude: dT/dz -6 à -8 K/km Mont blanc : 4800m=> -34K plus froid qu'en plaine: si 20°=> - 15°C Mont Everest:8800m=>-60K plus froid qu'en plaine: si 20°=> - 40°C Avion :10000m=> -70K plus froid qu'en plaine: si 20°=> -50°C

Profil vertical de l'atmosphère 2) La température baisse quand la pression baisse La pression et la température varie dans le même sens: tous les deux baissent ou augmentent ensembles

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CONTINENT ATMOSPHEREATMOSPHERE ESPACEESPACE Evaporation Condensation de l'eau (80 W/m²) Mouvements Atmosphérique (24 W/m²) Rayonnement solaire incident Rayonnement solaire réfléchit (102W/m 2 ) Rayonnement solaire absorbé par la surface ( 170 W/m²) Rayonnement Infra rouge émis par la surface vers l'espace (40 W/m²) Rayonnement infra rouge émis par l'atmosphère vers l'espace (200 W/m²) Bilan énergétique à la surface 170 W/m² = W/m² 342 W/m² = 102 W/m² W/m² Rayonnement Infrarouge (26 W/m²) &OCEAN Rayonnement solaire absorbé par l'atmosphère (70 W/m²) Bilan énergétique de la Terre Rayonnement solaire réfléchit

Bilan énergétique de la Terre [Jousseaume]

Bilan énergétique de la Terre

Critique d'un sujet de bac

Moyenne annuelle et longitudinale du flux d'énergie radiative au sommet de l'atmosphère évalué par observations satelitaires. Les redistributions d'énergie en latitude flux solaire absorbée flux solaire incidente flux infrarouge émis vers l'espace W/m 2 latitude excès d'énergie déficit d'énergie

Les redistributions d'énergie en latitude Bilan d'énergie au sommet de l'atmosphère (W/m2) Transport méridien d'énergie (PW, W) par l'océan par l'atmosphère total

Variation saisonnière des flux au sommet de l'atmosphère Flux solaire incident

Variation saisonnière des flux au sommet de l'atmosphère Flux solaire incidentFlux infrarouge émis vers l'espace

Variation latitudinale de la température... sur Mars et sur Terre Par rapport à la Terre, il y a sur Mars: moins d'effet de serre moins de transport d'énergie équateur-pôle (atmosphère plus fine) => différences de température équateur-pôle plus importante

La circulation de Hadley Variations latitudinales du flux radiatif net (en haut), courbes à pression constante ou isobares (les droites penchées), force de gradient de pression créée par l'inclinaison de ces isobares. Représentation schématique de la cellule de Hadley Haute pression en surface (anticyclone) Basse pression en surface [Hourdin]

Extension vers le nord de la cellule de Hadley [Hourdin]

Janvier Juillet Vents Zonaux latitude altitude (hPa)

Circulation générale atmosphérique Ingersoll, 1996

La circulation de Hadley Haute pression en surface (anticyclone) Basse pression en surface

Précipitations (mm/j) Janvier Juillet

La circulation générale atmosphérique. ©EUMETSAT Canal vapeur deau de MétéosatCanal visible de Météosat

La circulation générale atmosphérique vue à travers la distribution spatiale de la végétation 09 May 2003, 1215 UTC ©EUMETSAT

La circulation générale atmosphérique vue à travers la distribution spatiale de la végétation 0° 30° 60°

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Les contributions à l'effet de serre Contributions à l'accroissement de l'effet dus aux activités humaines: CO2 56% CFCs12% méthane (CH 4 ) 16% ozone (O 3 )11% N 2 O 5% CO2 CFCs O3O3 CH4 Effet de serre (W.m -2 ): Vapeur d'eau 7560% CO2 3226% ozone 10 8% N2O+CH4 8 6% H2O CO2 O3 CH4 N2O N2ON2O Source: GIEC 2007

Effets d'une augmentation de l'effet de serre Doublement de la concentration en CO 2 : Si seule la température change: DT 1,2°C Si les autres variable climatiques changent aussi: DT °C Rétroactions climatiques Effet direct de l'augmentation du CO 2 Rétroaction de la vapeur d'eau et du gradient de température Rétroaction de la cryosphère Rétroaction des nuages

Effets d'une augmentation de l'effet de serre Les rétroactions positives amplifient la perturbation initiale de température; les rétroactions négatives réduisent la perturbation initiale de température Simuler les rétroactions climatiques (vapeur, nuages, neige, glace...) nécessite de simuler l'ensemble des caractéristiques du climat L'existence de rétroactions positives ne veut pas dire que le système soit instable, s'emballe. Ex: balance « à eau »

Modélisation 3D météorologique/climatique un objet d'étude commun, des objectifs d'étude différents meme outil de modélisation de base, mais avec des approximations différentes pour répondre à des objectifs différents: - météo: problème de prévisibilité, de définition d'état initial - climat: problème de solution « assymptotique », de sensibilité à des perturbations prévision météorologique / projection climatique ou comment faire du climat quand on ne sait pas prévoir le temps à plus de quelques jours ex: variation d'un jour à l'autre / variation d'une saison à l'autre hypothèse de base de la climatologie: le climat est une superposition d'une composante déterministe et d'une composante purement aléatoire

Les différentes composantes d'un modèle météorologique ou climatique atmosphère (qqs heures à qqs années) surface continentale (qqs heures à qqs années) océan superficiel et glace de mer (jour à qqs dizaine années) océan profond (jour à qqs années) Modèles météorologiques: atmosphère + surfaces continentales (+ océan superficiel Modèles climatiques: atmosphère + surfaces continentales + océan + glace de mer + glacier Modèles pour la prévision saisonnière: intermédiaire Pollution, chimie atmosphérique: composantes supplémentaires

Source: S. Joussaume, 2000 Les différentes composantes d'un modèle météorologique ou climatique

Comment et pourquoi développe-t-on un modèle climatique? Préliminaire: il n'est pas possible de bâtir un modèle climatique ou météorologique complet à partir des lois physiques fondamentales construire un modèle c'est construire une représentation simplifiée des phénomènes physiques dans le but de répondre à des objectifs donnés les choix pour les simplifications et approximations peuvent être très différents Les principales étapes: 1- choix des objets et des phénomènes à prendre en compte 2- approximation physique 3- formulation mathématique 4- discrétisation, résolution numérique 5- programmation informatique

Modélisation numérique 3D du climat Réalisation: L. Fairhead, LMD/IPSL/CNRS Discrétisation et résolution numérique

Comment « tourne » un modèle? On part d'un état initial, et on effectue une simulation avec des conditions aux limites (des forçages) fixes ou variables avec le temps Méthode: Réalisation de simulations numériques avec différentes conditions aux limites (différents forçages) ou différentes conditions initiales Analyses statistiques des résultats de simulations Exemple: simulation de l'évolution du climat de 1850 à 2100 sous l'effet d'un accroissement des gaz à effet de serre

Quels sont les «forçages» de ces modèles? Source: GIEC, 2001 naturelles anthropiques

L'homme a-t-il déjà changé le climat ? Anomalie de température de la surface de la Terre observée et calculée en prenant en compte uniquement les perturbations naturelles (éruptions volcaniques, activité solaire...) Anomalie de température de la surface de la Terre observée et calculée en prenant en compte les mêmes perturbations naturelles et l'accroissement observé de la quantité de gaz à effet de serre et des aérosols anthropiques Source: GIEC 2001

Bibliographie Climat d'hier à demain, S. Joussaume, CNRS éditions/CEA, Paris,2000. Un livre accessible et attrayant, présentant à la fois les caractéristiques principales du climat et leurs évolutions au cours du temps (périodes glaciaires...) Le climat de la terre, R. Sadourny, Dominos/Flammarion, Un livre au format " poches " qui contient beaucoup d'informations et permet une bonne compréhension du climat terrestre. Ne comporte pas d'équation mais requiert une lecture attentive. La Physique de l'atmosphère, J-L Dufresne, in Graines de Sciences 4, pp.59-94, Edition Le Pommier, La Physique du climat, J-L Dufresne, in Graines de Sciences 2, pp , Edition Le Pommier, Paris, Atmosphère, océan et climat. R. Delmas, S. Chauzy, J.-M. Verstraete et H. Ferré. Editions Belin – Pour la Science, Paris, 2007, 288 p. En sappuyant sur un ensemble de schémas pédagogiques de grande qualité, ce livre explique de façon simple mais précise le fonctionnement de latmosphère, de locéan et du climat. Comprendre le changement climatiques. J-L Fellous et C. Gautier, 298p., Ed. O. Jacob, 2007 Sites web Météorologie et enseignement, pour une pédagogie par la météorologie, site Educnet du Ministère de l'Éducation Nationale InterMet (Canada), et notamment ses ressources éducatives. Site Planet-Terre dossier climat du site du CNRS